Термохалинная циркуляция ( ТГК ) является частью крупномасштабной циркуляции океана , которая обусловлена глобальными градиентами плотности , создаваемыми поверхностным теплом и потоками пресной воды . [1] [2] Прилагательное термохалин происходит от термо-, относящегося к температуре , и -халин, относящегося к содержанию соли , факторов, которые вместе определяют плотность морской воды . Вызванные ветром поверхностные течения (такие как Гольфстрим ) движутся к полюсам от экваториального Атлантического океана , охлаждаясь по пути и в конечном итоге опускаясь в высоких широтах (образуя глубоководные районы Северной Атлантики ). Эта плотная вода затем стекает в океанские бассейны . В то время как основная его часть поднимается вверх в Южном океане , самые старые воды (со временем прохождения около 1000 лет) [3] поднимаются вверх в северной части Тихого океана. [4] Таким образом, между океаническими бассейнами происходит интенсивное перемешивание, уменьшающее различия между ними и превращающее океаны Земли в глобальную систему . Вода в этих контурах переносит как энергию (в виде тепла), так и массу (растворенные твердые вещества и газы) по всему земному шару. Таким образом, состояние циркуляции оказывает большое влияние на климат Земли.
Термохалинную циркуляцию иногда называют океанским конвейером, великим океанским конвейером или глобальным конвейером, придуманным ученым-климатологом Уоллесом Смитом Брокером . [5] [6] [7] Иногда это слово используется для обозначения меридиональной опрокидывающей циркуляции (часто сокращенно MOC). Термин MOC более точен и четко определен, [ необходимы разъяснения ] , поскольку трудно выделить часть циркуляции, которая определяется только температурой и соленостью , в отличие от других факторов, таких как ветер и приливные силы . [8] Более того, градиенты температуры и солености также могут приводить к эффектам циркуляции, которые не включены в саму МОЦ.
Атлантическая меридиональная опрокидывающая циркуляция (АМОК) является частью глобальной термохалинной циркуляции.
Движение поверхностных течений, подгоняемых ветром, довольно интуитивно понятно. Например, ветер легко создает рябь на поверхности пруда. Таким образом, первые океанографы считали глубокий океан, лишенный ветра, совершенно статичным. Однако современные приборы показывают, что скорости течений в глубоководных массах могут быть значительными (хотя и гораздо меньшими, чем скорости на поверхности). В целом скорости океанских вод варьируются от долей сантиметров в секунду (на глубине океанов) до иногда более 1 м/с в поверхностных течениях, таких как Гольфстрим и Куросио .
В глубоком океане преобладающей движущей силой являются различия в плотности , вызванные изменениями солености и температуры (повышение солености и понижение температуры жидкости увеличивают ее плотность). Часто возникает путаница в отношении компонентов циркуляции, обусловленных ветром и плотностью. [9] [10] Обратите внимание, что океанские течения из-за приливов также значительны во многих местах; Наиболее заметные в относительно мелководных прибрежных районах, приливные течения также могут быть значительными и в глубоком океане. В настоящее время считается, что там они облегчают процессы смешивания, особенно диапикнального смешивания . [11]
Плотность океанской воды не является глобально однородной, а значительно и дискретно меняется. Между водными массами , образующимися на поверхности и впоследствии сохраняющими свою идентичность в океане, существуют четко определенные границы . Но эти резкие границы следует представлять не пространственно, а скорее в виде TS-диаграммы , где выделяются водные массы. Они располагаются выше или ниже друг друга в зависимости от своей плотности , которая зависит как от температуры, так и от солености.
Теплая морская вода расширяется и поэтому становится менее плотной, чем более холодная морская вода. Более соленая вода плотнее, чем более пресная, потому что растворенные соли заполняют промежутки между молекулами воды, что приводит к большей массе на единицу объема. Более легкие водные массы плавают над более плотными (так же, как по воде будет плавать кусок дерева или лед, см. Плавучесть ). Это известно как «стабильная стратификация» в отличие от нестабильной стратификации (см. Частота Брунта-Вяйсяля) [ необходимы пояснения ] , когда более плотные воды расположены над менее плотными водами (см. Конвекция или глубокая конвекция, необходимая для образования водных масс). При первом формировании плотных водных масс они не являются устойчиво стратифицированными, поэтому стремятся расположиться в правильном вертикальном положении согласно своей плотности. Это движение называется конвекцией, оно упорядочивает расслоение гравитацией. Под действием градиентов плотности это становится основной движущей силой глубоководных океанских течений, таких как глубокое западное пограничное течение (DWBC).
Термохалинная циркуляция обусловлена главным образом образованием глубоководных водных масс в Северной Атлантике и Южном океане , вызванным различиями в температуре и солености воды. Эта модель была описана Генри Стоммелом и Арнольдом Б. Аронсом в 1960 году и известна как блочная модель Стоммела-Арона для MOC. [12]
Плотные водные массы, погружающиеся в глубокие котловины, формируются в весьма специфических районах Северной Атлантики и Южного океана . В Северной Атлантике морская вода на поверхности океана интенсивно охлаждается ветром и низкой температурой окружающего воздуха. Ветер, движущийся над водой, также вызывает сильное испарение, что приводит к снижению температуры, называемому испарительным охлаждением, связанным со скрытым теплом. Испарение удаляет только молекулы воды, что приводит к увеличению солености оставшейся морской воды и, следовательно, к увеличению плотности водной массы наряду с понижением температуры. В Норвежском море преобладает испарительное охлаждение, и тонущая водная масса, Североатлантическая глубокая вода (NADW), заполняет бассейн и разливается на юг через трещины в подводных порогах , соединяющих Гренландию , Исландию и Великобританию , которые известны как Гренландия. -Шотландия-Ридж. Затем он очень медленно течет в глубокие абиссальные равнины Атлантики, всегда в южном направлении. Однако поток из бассейна Северного Ледовитого океана в Тихий океан блокируется узкими отмелями Берингова пролива .
В Южном океане сильные стоковые ветры , дующие с Антарктического континента на шельфовые ледники, снесут новообразованный морской лед , открыв вдоль побережья полыньи . Океан, уже не защищенный морским льдом, испытывает жестокое и сильное похолодание (см. Полынья ). Тем временем морской лед начинает реформироваться, поэтому поверхностные воды становятся более солеными и, следовательно, очень плотными. Фактически, образование морского льда способствует увеличению солености поверхностной морской воды; более соленый рассол остается, поскольку вокруг него образуется морской лед (предпочтительно чистая вода замерзает). Увеличение солености снижает температуру замерзания морской воды, поэтому холодный жидкий рассол образуется во включениях внутри ледяных сот. Рассол постепенно растапливает лед прямо под ним, в конечном итоге вытекая из ледяной матрицы и тонув. Этот процесс известен как отбраковка рассола .
Образовавшаяся в результате придонная вода Антарктики (AABW) тонет и течет на север и восток, но она настолько плотная, что фактически заходит под NADW. ААДВ, образующаяся в море Уэдделла , будет заполнять преимущественно Атлантический и Индийский бассейны, тогда как ААДВ, образующаяся в море Росса , будет течь в сторону Тихого океана.
Образовавшиеся в результате этих процессов плотные водные массы стекают вниз по дну океана, как поток в окружающей менее плотной жидкости, и наполняют котловины полярных морей. Подобно тому, как речные долины направляют ручьи и реки на континенты, рельеф дна сдерживает глубинные и придонные водные массы.
В отличие от пресной воды, морская вода не имеет максимальной плотности при температуре 4 °C, но становится более плотной по мере охлаждения до точки замерзания примерно -1,8 °C. Однако эта точка замерзания является функцией солености и давления, и поэтому -1,8 ° C не является общей температурой замерзания морской воды (см. Диаграмму справа).
Формирование и движение глубоководных масс в северной части Атлантического океана приводит к опусканию водных масс, которые заполняют бассейн и очень медленно стекают в глубокие абиссальные равнины Атлантики. Это охлаждение в высоких широтах и нагревание в низких широтах приводит к движению глубоководных вод в полярном южном потоке. Глубоководные воды проходят через бассейн Антарктического океана вокруг Южной Африки , где они разделяются на два маршрута: один в Индийский океан и один мимо Австралии в Тихий океан.
В Индийском океане часть холодной и соленой воды из Атлантического океана, приносимая потоком более теплых и пресных вод верхних слоев океана из тропической части Тихого океана, вызывает вертикальный обмен плотной опускающейся воды с более легкой водой наверху. Это известно как опрокидывание . В Тихом океане остальная часть холодной и соленой воды Атлантического океана подвергается халинному воздействию и быстрее становится теплее и преснее.
Из-за вытекания из-под моря холодной и соленой воды уровень моря в Атлантике немного ниже, чем в Тихом океане, а соленость или солёность воды в Атлантике выше, чем в Тихом океане. Это создает большой, но медленный поток более теплых и пресных вод верхнего океана из тропической части Тихого океана в Индийский океан через Индонезийский архипелаг, чтобы заменить холодные и соленые придонные воды Антарктики . Это также известно как «халинное воздействие» (чистый прирост пресной воды в высоких широтах и испарение в низких широтах). Эта более теплая и пресная вода из Тихого океана течет вверх через Южную Атлантику в Гренландию , где она охлаждается, подвергается испарительному охлаждению и опускается на дно океана, обеспечивая непрерывную термохалинную циркуляцию. [14]
Следовательно, недавнее и популярное название термохалинной циркуляции, подчеркивающее вертикальную природу и межполюсный характер этого вида циркуляции океана, — это меридиональная опрокидывающая циркуляция .
Прямые оценки силы термохалинной циркуляции были сделаны на 26,5 ° с.ш. в Северной Атлантике с 2004 года в рамках британско-американской программы RAPID. [15] Сочетая прямые оценки океанского переноса с использованием вертушек и подводных кабельных измерений с оценками геострофического течения на основе измерений температуры и солености, программа RAPID обеспечивает непрерывные, полноглубинные и общебассейновые оценки термохалинной циркуляции или, более того, точнее, меридиональная опрокидывающая циркуляция.
Глубоководные массы, участвующие в МОЦ, имеют химические, температурные и изотопные характеристики, их можно проследить, рассчитать их скорость потока и определить их возраст. К ним относятся соотношения 231 Па/ 230 Th .
Гольфстрим вместе с его северным продолжением в сторону Европы, Североатлантическим дрейфом , представляет собой мощное, теплое и быстрое течение в Атлантическом океане, которое берет начало на оконечности Флориды и следует вдоль восточных береговых линий Соединенных Штатов и Ньюфаундленда , а затем пересекает Атлантический океан. Процесс западной интенсификации приводит к тому, что Гольфстрим становится ускоряющимся течением на север у восточного побережья Северной Америки . [16] Примерно на 40 ° 0'N 30 ° 0'W / 40,000 ° N 30,000 ° W / 40,000; -30 000 , он разделяется на две части: северный поток пересекает Северную Европу , а южный поток возвращается в Западную Африку . Гольфстрим влияет на климат восточного побережья Северной Америки от Флориды до Ньюфаундленда и западного побережья Европы . Несмотря на недавние дебаты, существует консенсус в отношении того, что климат Западной Европы и Северной Европы теплее, чем он был бы в противном случае, из-за дрейфа Северной Атлантики , [17] [18] одного из ответвлений хвоста Гольфстрима. . Это часть Северо-Атлантического круговорота . Его присутствие привело к развитию сильных циклонов всех типов как в атмосфере , так и в океане . Гольфстрим также является важным потенциальным источником возобновляемой энергии . [19] [20]
Все эти плотные водные массы, погружаясь в океанские котловины, вытесняют более старые глубоководные массы, которые стали менее плотными в результате перемешивания океана. Чтобы поддерживать баланс, вода должна подниматься в другом месте. Однако из-за того, что этот термохалинный апвеллинг настолько обширен и диффузен, его скорость очень мала даже по сравнению с движением придонных водных масс. Поэтому трудно измерить, где происходит апвеллинг, используя скорость течения, учитывая все другие ветровые процессы, происходящие на поверхности океана. Глубокие воды имеют свою собственную химическую характеристику, образующуюся в результате распада твердых частиц, попадающих в них в ходе долгого путешествия на глубине. Ряд ученых пытались использовать эти индикаторы, чтобы определить, где происходит апвеллинг.
Уоллес Брокер , используя коробочные модели, утверждал, что основная часть глубокого апвеллинга происходит в северной части Тихого океана, используя в качестве доказательства высокие содержания кремния, обнаруженные в этих водах. Другие исследователи не нашли столь явных доказательств. Компьютерные модели циркуляции океана все чаще помещают большую часть глубокого апвеллинга в Южный океан, [21] связанного с сильными ветрами в открытых широтах между Южной Америкой и Антарктидой. Хотя эта картина согласуется с глобальным наблюдательным синтезом Уильяма Шмитца в Вудс-Хоуле и с низкими наблюдаемыми значениями диффузии, не все наблюдательные синтезы согласуются. Недавние [ когда? ] статьи Линн Тэлли из Океанографического института Скриппса и Бернадетт Слоян и Стивена Ринтула из Австралии предполагают, что значительное количество плотной глубоководной воды должно трансформироваться в легкую воду где-то к северу от Южного океана.
Термохалинная циркуляция играет важную роль в снабжении теплом полярных регионов и, следовательно, в регулировании количества морского льда в этих регионах, хотя перенос тепла к полюсам за пределами тропиков в атмосфере значительно больше, чем в океане. [22] Считается, что изменения в термохалинной циркуляции оказывают значительное влияние на радиационный баланс Земли .
Считается , что большой приток талой воды низкой плотности из озера Агассис и исчезновение ледников в Северной Америке привели к смещению формирования и опусканию глубинных вод в крайней части Северной Атлантики и вызвали климатический период в Европе, известный как Младший дриас . [23]
{{cite book}}: CS1 maint: multiple names: authors list (link)